CC BY
135
2002
Известия Тихоокеанского научно-исследовательского рыбохозяйственного центра
Том 130
Г.В.Хен, Н.С.Ванин, А.Л.Фигуркин
ОСОБЕННОСТИ ГИДРОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ В СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ОХОТСКОГО МОРЯ ВО ВТОРОЙ ПОЛОВИНЕ 90-Х ГГ.
Гидрологические условия северной части Охотского моря определяются рядом физических факторов (интенсивностью тепло-влагообмена с атмосферой, степенью взаимодействия с южным глубоководным бассейном, глубиной осенне-зимней конвекции, процессами формирования льда, интенсивностью ветрового и приливного перемешивания, мощностью берегового стока и др.), находящихся в сложном взаимодействии. Их пространственно-временные изменения накладывают существенный отпечаток на формирование сезонных особенностей гидрологических условий как всего района, так и его отдельных участков. Многие черты местного климата и среднегодовая температура поверхности моря близки к арктическим морям (Леонов, 1960; Дашко, 1998). Период с положительными температурами воздуха составляет всего 5 мес. Понятие сезонности для этой части моря весьма условное, весна и осень непродолжительные, их временные границы нечеткие (Чернявский, 1992б). Для гидросферы южной и центральной частей Охотского моря сезоны более определенны (Лучин и др., 1998): весна - апрель-июнь, лето - июль-сентябрь, осень -октябрь-ноябрь, зима - декабрь-март. Близость Сибирского полюса холода способствует сильному выхолаживанию моря в холодное полугодие и слабому прогреву в теплое, а формирующийся в летний период резкий пикноклин препятствует прогреву промежуточных вод.
Проблемы гидрологии северной части моря издавна привлекают внимание океанологов. В одних работах они рассматривались по осред-ненным за ряд лет данным (Леонов, 1960; Морошкин, 1966; Kitani, 1973; Чернявский, 1981; Лучин и др., 1998; и др.), а в других - по результатам конкретных съемок (Чернявский, 1970а, б; Kitani and Shimasaki, 1971; Гладышев, 1998; и др.). В них были затронуты вопросы термики, динамики, структуры вод, происхождения и трансформации высокоплотных вод. Ряд статей посвящен межгодовой изменчивости (Винокурова, 1965; Чернявский, 1992б; Фигуркин, 1997).
С середины 80-х гг. экспедиционные исследования Охотского моря проводятся по стандартной схеме, что дает возможность провести сравнительный анализ комплекса океанологических условий между отдельными годами. Этот вопрос имеет особую значимость в связи с резким похолоданием моря, начавшимся в 1998 г. (Ustinova et al., 2001; Глебова, Хен, наст. сб.; Устинова и др., наст. сб.), и необходимостью оценить условия размножения и обитания основных промысловых объектов в переходный климатический период.
В настоящей статье приводятся данные исследований океанологических условий в аномально холодном 2000 г. и в ряде случаев в аномально холодном 1999 г., а также их сравнение с океанологическими условиями аномально теплого 1997 г.
В работе использованы материалы экспедиционных исследований ТИНРО-центра, проводимых ежегодно в период учетных работ по минтаю в весенний сезон и комплексных исследований пелагиали в августе-октябре. На рис. 1 показаны схемы станций для 1997 и 2000 гг. в северной части Охотского моря. Летняя съемка 1997 г. была ограничена с севера широтой 58о30' с.ш., и притауйский шельф с зал. Шелихова остались не исследованными. Поэтому при расчете геострофического течения были использованы данные экспедиции НИС "Профессор Лева-нидов", проведенной по стандартной схеме в июле-августе 1997 г. В 1999 г. работы были проведены по схемам 2000 г.
Рис. 1. Схемы станций в 1997 и 2000 гг.: а - НИС "ТИНРО", апрель-июнь 1997 г.; б - НИС "ТИНРО", апрель-июнь 2000 г.; в - НИС "ТИНРО", сентябрь-октябрь 1997 г.; г - НИС "Профессор Кагановский", сентябрь-октябрь 2000 г. Сплошной линией обозначен гидрологический разрез 57о с.ш.; пунктирными линиями - изобаты 200 и 500 м
Fig. 1. Location of CTD-stations: а - RV "TINRO", April-June, 1997; б - RV "TINRO", April-June, 2000; в - RV "TINRO", September-October, 1997; г - RV "Professor Kaganovskiy", September-October, 2000. Solid line designates hydro-logical section along 57°N; dashed line - isobaths 200 and 500 m
Динамика вод
Схемы динамической топографии поверхности моря для сентября 2000 г., построенные от двух уровней: 200 и 1000 дбар (рис. 2а, б), - в целом согласуются друг с другом. Основные элементы циркуляции при-
25
сутствуют на обеих картах, что позволило составить обобщенную схему течений для северной части Охотского моря в летний сезон 2000 г. (рис. 2, в). Некоторое несоответствие в мелководной северо-западной части моря с обозначением сильного северного меридионального потока между 145 и 147о в.д. на карте от 1000 дбар связано с искажением, вносимым при расчете динамических высот для мелководий с приводкой к высотам, значительно превосходящим глубину места. Поэтому в обобщенной схеме течений для мелководной части съемки (менее 200 м) была принята динамическая топография от 200 м, а для глубоководной части - от 1000 м.
Рис. 2. Динамическая топография поверхности моря в сентябре 2000 г. относительно 200 дбар (а), 1000 дбар (б) и общая схема течений (в): ЗКТ - Западно-Камчатское течение, ВСТ - Восточно-Сахалинское течение, АТ - Амурское течение, СОТ - СевероОхотское течение, ЯТ -Ямское течение, ПТ -Пенжинское течение, СОП - Северо-Охотское противотечение, ВСП -Восточно-Сахалинское противотечение, СП - Склоновое противотечение, СВ -Северная ветвь, Ц1 - циклон зал. Шелихова, Ц2 - циклон банки Кашеварова
Fig. 2. Dynamic topography of the sea surface in September, 2000 relative 200 dbar (a), relative 1000 dbar (б) and general scheme of currents (в): ЗКТ -West-Kamchatka Current, ВСТ - East-Sakhalin Current, AT - Amur Current, СОТ -North-Okhotsk Current, ЯТ - Yamskoye Current, ПТ - Penzhinskoye Current, СОП -North-Okhotsk Countercurrent, ВСП - East-Sakhalin Countercurrent, СП - Slope Countercurrent, СВ - Northern Branch, Ц1 - cyclone of the Shelikhov Bay, Ц2 -cyclone of the Kashevarov Bank
Полученная нами схема течений близка к циркуляционной системе В.И.Чернявского (1981) для летнего сезона. Практически все основные элементы циркуляции поверхностных вод, представленные В.И.Чернявским, присутствуют и на нашей схеме: Западно-Камчатское, Амурское, Се-веро-Охотское, Восточно-Сахалинское, Пенжинское и Ямское течения, Се-веро-Охотское противотечение, Северная ветвь, антициклоны впадины
26
ТИНРО и юго-западной Камчатки, циклоны банки Кашеварова и зал. Шелихова. Тем не менее схема имеет ряд существенных особенностей с принципиальными отличиями от общепринятых схем В.И.Чернявского (1981) и В.А.Лучина (1982).
Во-первых, отсутствует ответвление Западно-Камчатского течения вдоль южного склона возвышенности Лебедя, названное В.И.Чернявским (1981) Срединным течением. На его месте был заметен антициклонический меандр, сформированный на восточной периферии северного течения, по своему положению близкий Восточно-Сахалинскому противотечению. Этот поток играет важную роль в притоке трансформированных тихоокеанских вод в северо-западную мелководную часть Охотского моря.
Во-вторых, Восточно-Сахалинское течение было разделено на два южных потока: один над шельфом, а другой за пределами континентального склона. Между ними, над континентальным склоном, проявилось
противотечение. Его существование подтверждает профиль геострофических скоростей, построенный по данным наблюдений, произведенным в сентябре 2000 г. над континентальным склоном на изобатах 100-200-500-1000 м (рис. 3).
Рис. 3. Скорости течений у восточного Сахалина на широте 54о с.ш. в сентябре 2000 г. (см/ с). Заштрихованы течения на север. Условные обозначения как на рис. 2
Fig. 3. Velocity of current near the eastern coast of the Sakhalin Island along the 54°N in September, 2000 (cm/s). Northward current areas are shaded. Conditional designations at fig. 2
Векторы геострофического течения (рис. 4) показывают большую изменчивость над континентальным склоном восточного Сахалина. Так, весной 1997 и 2000 г. было заметно противотечение, тогда как летом 1997 г. и весной 1999 г. его не было. Изменчивость течений подтверждается и инструментальными измерениями на автономных буйковых станциях. Так, в октябре 1999 г. над континентальным склоном была отмечена смена течения с южного на северное направление (Mizuta et al., 2001).
Таким образом, у восточного Сахалина на фоне общего южного потока, подтверждаемого дрифтерами спутникового слежения ARGOS (Ohshima et al., 2000), при определенных гидрометеорологических условиях возникает Склоновое противотечение. В сентябре 2000 г. его геострофическая скорость составила 15-25 см/с.
В 1997-1999 гг. как весенняя, так и летняя съемки ограничивались свалом глубин, поэтому на итоговых схемах Восточно-Сахалинское течение отсутствовало, что определило искаженное представление о мощности Склонового противотечения и явном преобладании в Охотском море движения вод в северном направлении. В действительности объем воды, переносимый Склоновым противотечением, по данным, полученным в сентябре 2000 г., составил всего 0,12 млн м3/с, что на порядок меньше, чем расход Восточно-Сахалинского течения (1,27 млн м3/с).
Во взглядах на изменчивость океанологических условий Охотского моря долго доминировало мнение о стабильности циркуляции вод во
27
времени и по вертикали. Расчеты течений, выполненные в ДВНИГМИ по среднемноголетним данным за июнь-ноябрь (Лучин, 1987), также показали, что основные элементы помесячных схем циркуляции характеризуются значительной устойчивостью в течение теплого периода, а наблюдаемые сезонные изменения логично увязываются с перестройками термохалинных полей. Наблюдалась ситуация, когда схемы течений, составленные для теплой половины года, автоматически распространялись и на его холодную часть (Борец, Смирнов, 1986).
Рис. 4. Поля геострофического течения на поверхности моря в векторном изображении. Масштабы скоростей: 1 - 10 см/с, 2 - 5 см/с, 3 - 2,5 см/с
Fig. 4. Vectors of geostrophic currents at the sea surface. Velocity scale: 1 -10 cm/s, 2 - 5 cm/s, 3 - 2,5 cm/s
Различия между условиями теплой и холодной половинами года должны существовать, поскольку они являются прямым следствием дрей-фово-компенсационной природы течений моря, отмеченной А.К.Леоновым (1960). После прекращения осенне-зимних северных ветров резко
28
уменьшается дрейфовый сток и Восточно-Сахалинское течение и его ветви обычно плохо просматриваются по летнему полю плотности (Вер-хунов, 1997), ослабевает и компенсационный заток в море в виде Западно-Камчатского течения. С другой стороны, у северо-восточного Сахалина, в связи с сезонным увеличением стока Амура и соответствующим уменьшением плотности вод над шельфом, возможно усиление Восточно-Сахалинского течения от весны к лету (Mizuta е! а1., 2001).
Принципиальное различие в схемах течений Охотского моря для холодного и теплого полугодия обнаружено в прибрежной зоне североохотского мелководья (рис. 4). На весенней съемке вместо известного Северо-Охотского течения, переносящего воды с востока на запад, прослеживается движение воды противоположного направления. В зал. Ше-лихова от весны к лету происходит смена антициклонической циркуляции на циклоническую. Смена направлений геострофического потока связана с сезонной перестройкой поля плотности в процессе скатывания высокоплотных вод, формирующихся в районах прибрежных полыней, на большие глубины и замены их водами пониженной плотности.
Доминирующая на летних схемах антициклоническая циркуляция вод над впадиной ТИНРО весной приобретает циклонический характер. Весной заток вод Северной ветви в зал. Шелихова осуществляется вдоль северной (материковой) стороны залива, а вдоль его камчатской стороны происходит активный вынос холодных соленых вод залива, формирующих над шельфом западной Камчатки Компенсационное течение. Ямское течение весной отсутствует, южнее п-ова Кони-Пьягина отмечается слабое течение восточного направления.
От зимы к зиме количество сформировавшихся плотных шельфо-вых вод может меняться в несколько раз; могут варьировать очаги наиболее интенсивного формирования таких вод и пути их распространения от очагов формирования; может существенно меняться адвекция тепла. Все это порождает значительное разнообразие схем течений.
В теплые годы, когда Северо-Охотское противотечение становится слабым или отсутствует, вдоль южного склона возвышенности Лебедя формируется Срединное течение, направленное в сторону банки Кашеварова.
После аномально холодных зим в мористой части акватории усиливается завихренность поля течений, а в прибрежной зоне отмечается циклонический характер движения вод. Северо-Охотское противотечение более устойчивое (сохраняется в течение всего теплого полугодия), широко распространено на юг и препятствует развитию Срединного течения летом, как, например, в холодном 2000 г. Сильное развитие Северо-Охотско-го противотечения способствует мощному выносу холодных шельфовых вод с запада на восток и юго-восток в глубоководную часть моря.
Термохалинные характеристики вод на поверхности
Одной из особенностей пространственного распределения температуры воды на поверхности является ее относительно высокий фон на шельфе северо-западной части моря (Винокурова, 1965), где в начале лета быстро формируется устойчивый сезонный пикноклин, препятствующий вертикальному потоку тепла. В результате отепляющее влияние атмосферы здесь ограничено тонким поверхностным слоем. На северо-востоке и востоке (западнокамчатский шельф) моря, где отмечается повышенная завихренность в поле течений, температура воды на поверхности на 3-4 оС ниже, чем на северо-западном шельфе. По средним многолетним данным в сентябре температура воды на поверхности по сравнению с августом
29
несколько понижается, но летние условия сохраняются (Лучин и др., 1998). Ниже поверхностного слоя, обычно составляющего 10-15 м (Чернявский, 1992а), изменения от августа к сентябрю мало заметны.
В сентябре 2000 г. температура воды на поверхности изменялась от 10-14 на западе до 7-10 °С на востоке (рис. 5, а). Самые низкие ее значения (2-6 °С) были в районе сильного приливного перемешивания на шельфе п-ова Кони-Пьягина, где летом формируется холодное Ямское течение. На южной периферии последнего сформировался термический фронт, вытянутый от п-ова Лисянского (146° в.д.) до горла зал. Шелихо-ва. Перепад температуры составлял 0,08-0,12 оС/км, что сравнимо с океаническими фронтами, например Субарктическим или Куросио. Отделенная гидрологическим фронтом от остальной части моря зона интенсивного приливного перемешивания охватывала шельфовую область от Ямских островов до п-ова Лисянского, включая Тауйскую губу.
Рис. 5. Распределение температуры (а, б) и солености (в, г) на поверхности моря в сентябре 2000 (а, в) и 1997 (б, г) гг.
Fig. 5. Sea surface temperature (а, б) and salinity (в, г) distribution in September, 2000 (а, в) and 1997 (б, г)
Повышение поверхностной температуры воды летом с востока на запад является закономерностью для Охотского моря. Даже в аномально теплый 1997 г. (рис. 5, б) она не нарушалась. Различие температуры между восточной и западной частями моря, как и в холодные годы, составило 3-4 °С. Также общим для всех типов лет является пониженная температура в районе апвеллинга банки Кашеварова.
В целом поле температуры на поверхности в 2000 г. имеет сходство с картой, представленной В.И.Чернявским (19926) по средним многолетним данным, и в деталях отличается от аналогичной карты, построенной В.А.Лучиным с соавторами (1998). Помимо указанных особенностей следует отметить характерную для северо-восточного Сахалина область повы-
30
шенных значений температуры между широтами 52 и 54о с.ш. К югу температура воды понижается, что связано с приливной активностью и формированием холодной зоны вокруг п-ова Терпения (Зуенко, Юрасов, 1997).
Относительно осредненных многолетних данных в северной части моря в 2000 г. поверхностный слой был холоднее на 1-2 °С (рис. 6, а). Только в районе Шантарских островов и о.Ионы аномалии были положительными - 2-3 °С. Небольшие положительные аномалии отмечены и над глубоководной частью съемки. В аномально теплом 1997 г. по всему району были положительные аномалии температуры, составившие 1-2 на востоке и 4-5 °С на западе съемки (рис. 6, б).
Рис. 6. Карты аномалий температуры на поверхности моря в сентябре 2000 (а) и 1997 (б) гг. Заштрихованы области отрицательных аномалий
Fig. 6. Sea surface temperature anomalies in September, 2000 (a) and 1997 (б). Areas of negative values are shaded
Распределение солености зависело от близости пресного стока и динамических факторов. В пределах Ямского течения, в результате интенсивного приливного перемешивания, соленость в 2000 г. была повышена и достигала 32,5-32,7 епс (см. рис. 5, в). Повышенные значения солености (32,5-32,6 епс) отмечались и на южном склоне возвышенности Лебедя, омываемого водами Западно-Камчатского течения. Между этими областями сохранялся пояс пониженной солености (менее 32,5 епс), вытянутый в широтном направлении. Над шельфом западной Камчатки она не превышала 32,2 епс.
В северо-западной части моря, в связи с поздним таянием массива льда вокруг Шантарских островов и интенсивным выбросом берегового стока, соленость была понижена до 31,0-31,5 епс. Наиболее низкие ее значения (17-19 епс) наблюдались вокруг северной оконечности о.Сахалин на месте выноса амурских вод. Влияние берегового стока заметно и у аяно-охотского побережья, где соленость менее 31 епс.
Фронтального раздела вокруг Ямского течения, соответствующего температурному, в поле солености не обнаруживалось. С другой стороны, соленостный фронт в явном виде прослеживался вокруг северной оконечности о.Сахалин. Его характеристики (0,3-0,5 епс/км) соответствовали приустьевым областям больших рек.
В поле солености аномально теплого 1997 г. (рис. 5, г) вместо пояса пониженной солености между Ямским течением и глубоководным бассейном была образована область повышенных значений (более 33,2 епс), что, возможно, связано с различием структуры течений в рассматриваемые годы. Соленость в 1997 г. в целом была выше, чем в 2000 г., на 0,5
31
епс, по-видимому, вследствие меньшего объема пресной составляющей в теплые малоледовитые годы.
По сравнению с климатическими данными к востоку от 150° в.д. соленость в 2000 г. была выше приблизительно на 0,2 епс, что, вероятно, связано с интенсификацией Западно-Камчатского течения в последние годы (Глебова, Хен, наст. сб.). На остальной части съемки наблюдались сравнимые со средними многолетними данными величины.
Аномально холодные годы отличаются от теплых лет как по термическим условиям, так и по значениям солености (рис. 7, а, б). Так, весной холодного 2000 г. соленость была в целом ниже, чем в теплом 1997 г., на 0,2-1,0 епс. Соответственно температура воды была ниже на 2 (в восточной части съемки) - 3-5 °С (в районе Шантарских островов).
Рис. 7. Карты различий температуры (а) и солености (б) между 2000 и 1997 гг. в мае-июне на поверхности моря и остатки ледовых полей в первой декаде мая 1997 (в) и 2000 (г) гг. Заштрихованы отрицательные значения различий
Fig. 7. Temperature (а) and salinity (б) differences between 2000 and 1997 in May-June at the sea surface (shaded are the areas with negative values); remnants of an ice field in first 10 days of May, 1997 (в) and 2000 (г)
Перераспределение ледовых полей под воздействием преобладающих ветров определяет районы интенсивного весеннего ледотаяния и соответственно сильного распреснения поверхностных вод и повышенной теплоотдачи. В третьей декаде апреля теплого 1997 г. над морем преобладали прижимные ветра южных направлений, что способствовало концентрации остатков ледовых полей в начале мая в прибрежной зоне (рис. 7, в), тогда как в холодном 2000 г., при ветрах северных направлений, остатки ледового массива были вынесены в открытое море (рис. 7, г). Интен-
32
сивное таяние льда в прибрежной зоне в 1997 г. привело к сохранению здесь аномально низких температур и сильному распреснению поверхностных вод. Поэтому в узкой прибрежной полосе северо-западной части моря температура и соленость весной холодного 2000 г. были выше, чем в теплом 1997 г., соответственно на 1,2 °С и 0,5-1,5 епс.
Толщина однородного поверхностного слоя летней модификации в рассматриваемой области, определяемая по градиенту температуры 0,1 оС/м, зависит от величины вертикальной устойчивости и динамических факторов. В прибрежной и северо-западной частях моря из-за материкового стока вертикальная устойчивость вод повышена (Зуенко, Юрасов, 1997), поэтому независимо от типов лет тепло аккумулируется в верхнем 10-метровом слое (рис. 8, а, б). С этим же связан повышенный температурный фон летом на западных участках североохотоморского шельфа. Величина сезонного термоклина составила 1-4 оС/м. На других участках моря однородный слой охватывает 15-20 м, а в пределах Западно-Камчатского течения до 25-30 м (сезонный термоклин 0,5-2,5 оС/м). В динамически активных зонах Ямского течения и банки Кашеварова однородный слой составляет менее 10 м. Здесь устойчивость минимальна, градиенты температуры невелики (0,3-0,5 оС/м), вследствие того, что толща воды подвергается интенсивному вертикальному перемешиванию.
140 144 148 152 156 160 140 144 148 152 156 160
Рис. 8. Толщина однородного поверхностного слоя по градиенту 0,1 оС/м (а, б) и глубина интенсивного вертикального перемешивания по градиенту 0,5 оС/м (в, г) в сентябре 1997 (а, в) и 2000 (б, г) гг. Заштрихованы области, где вертикальные градиенты < 0,5 0С/м
Fig. 8. Location of temperature gradients 0,1 °C/m (thickness of upper mixed layer) in September, 1997 and 2000 (а, б) and 0,5 °C/m (depth of intense vertical mixing), relatively, (в, г). Shaded are the areas with the vertical gradients < 0,5 oC/m
Надежным показателем вертикальных процессов, характеризующих степень водообмена между верхними и нижележащими водами, так или иначе влияющих на формирование второго трофического уровня - зоопланктона, - служит толщина слоя интенсивного перемешивания. Под понятием "перемешанный слой" подразумевается монотонное изменение температуры и солености с глубиной и сильная размытость сезонного пикноклина. Важным моментом выделения слоя интенсивного перемешивания является поиск формализованного критерия, наиболее объективно отражающего динамические процессы данного региона. После ряда экспериментов для североохотоморского шельфа был выбран градиент >0,5 °С/м. При таком градиенте параллельность изотерм в сезонном термоклине нарушается и они приобретают форму "веера", что характерно для динамически активных районов.
В западной части съемки, где резко обозначен сезонный слой скачка плотности, перемешанный слой совпадает с однородным слоем, тогда как в зал. Шелихова и прилегающих к нему районах глубина слоя интенсивного перемешивания ниже однородного. В динамически активных зонах слой интенсивного перемешивания может достигнуть дна моря (рис. 8, в, г). Такие зоны отмечаются в районах сильных приливных течений (Пенжинский залив и Ямское течение), апвеллинга (банка Ка-шеварова) и мощного антициклона (юго-западная оконечность Камчатки в 2000 г.).
Характеристики холодного промежуточного слоя
Холодный промежуточный слой (ХПС) дает объективную характеристику теплового состояния деятельного слоя моря субарктической зоны, предшествующих зимних условий, степени выхолаживания поверхностных вод, глубины конвекции и интенсивности льдообразования. Его граница летом простирается от сезонного термоклина до глубины 100-200 м (Лучин и др., 1998). На мелководьях северо-западной и северо-восточной частей моря, где зимняя плотностная конвекция охватывает всю толщу воды, а адвективные процессы слабые, ядро ХПС совпадает с придонным горизонтом (рис. 9, а). Только в центральной части североохотоморского мелководья между 144 и 148о в.д., куда проникают относительно теплые воды северо-западной ветви Западно-Камчатского течения со стороны впадины ТИНРО, летом 2000 г. ядро минимума было поднято от дна на 40-80 м.
Ядро ХПС располагалось на глубинах 60-100 м, а в динамически активных районах банки Кашеварова и впадины ТИНРО - на 100-120 м, что согласуется с климатическими картами (Лучин и др., 1998).
Воды с отрицательными значениями температуры занимали большую часть съемки. Только в зал. Шелихова и в пределах Ямского течения, благодаря интенсивному приливному перемешиванию, температура воды была положительной и составила 0,5-3,0 °С (рис. 9, б). Как и на климатической карте В.И.Чернявского (1992а), отрицательные температуры были в центральной части западнокамчатского шельфа. Самые низкие температуры (минус 1,5; минус 1,7 °С) были зафиксированы над всем шельфом северной части моря между изобатами 100 и 200 м. На средних многолетних картах В.А.Лучина с соавторами (1998) область таких температур ограничена шантарским районом, что характерно для аномально теплых лет (рис. 9, д).
Суровые зимние условия 2000 г. с мощным процессом льдообразования способствовали формированию большого объема высокосоленых
34
вод на шельфе северо-западной части моря. К сентябрю 2000 г. остатки высокосоленых (более 33,3 епс) вод сохранились во всем аяно-охотс-ком районе между изобатами 100 и 200 м (рис. 9, в). К востоку соленость постепенно уменьшалась до 32,8 епс у западной Камчатки.
140 144 148 152 156 160 140 144 148 152
Рис. 9. Глубина (а), температура (б), соленость (в) и плотность (г) ядра ХПС в сентябре 2000 г, а также температура (д) и соленость (е) ядра ХПС в сентябре 1997 г. Заштрихованы области совпадения топографии ядра ХПС с глубиной места
Fig. 9. Depth of location (а), temperature (б), salinity (в) and density (г) in the core of dichothermal layer in September, 2000; temperature (д) and salinity (е) there in September, 1997. Shaded are the areas where depth of the core reaches the sea bed
Остатки высокосоленых вод, сформированных зимой в полыньях Гижигинской губы, сохранились на северо-западном шельфе зал. Шели-хова. В Пенжинской губе и у корякского побережья из-за сильных приливных течений область высокосоленых вод постоянно размывается.
Термический фронт Ямского течения, обнаруженный на поверхности моря, проявился и в ядре минимальной температуры. Относительно
35
поверхностного фронта поменялся знак градиента, т.е. температура воды к берегу повышалась.
Слабые соленостные фронты были вокруг областей холодных высокосоленых вод на северо-западе моря и в зал. Шелихова. Локальная область пониженной солености на северо-западном склоне впадины ТИНРО совпадала с антициклоническим меандром Западно-Камчатского течения, что, видимо, и определило накопление малосоленых вод.
Поле солености теплого 1997 г. соответствовало климатической карте В.А.Лучина с соавторами (1998): во-первых, область холодных высокосоленых вод на северо-западе моря (рис. 9, е) была сильно размыта и смещена на юго-запад; во-вторых, соленость в ее центре не превышала 33,2 епс; в-третьих, был размыт фронтальный раздел на периферии холодной области.
Основную роль в формировании поля плотности в Охотском море, как и в любом море умеренных широт, играет соленость, что определяет соответствие поля плотности и солености в их пространственном распределении (рис. 9, г). Самые плотные воды (более 26,7-26,9 ед.) наблюдались в центре высокосоленых вод аяно-охотского района. На большей части съемки плотность не превышала 26,6 ед. Как известно, плотность 26,6 ед. отражает глубину проникновения осенне-зимней конвекции (Верхунов, 1997) и располагается, как правило, ниже ядра ХПС. Однако в местах образования высокосоленых вод в обширных полыньях северо-западного побережья Охотского моря и зал. Шелихова из-за высокой концентрации солевого рассола плотность в слое температурного минимума заметно выше 26,6 ед. Так, зимой холодного 1999 г. в центре полыньи на изобате 100-120 м плотность воды у дна достигала 27,0027,05 ед. Такие значения плотности наблюдаются и в центральной части Охотского моря, но на глубине 1000 м. Зимой 2000 г. максимально наблюденная плотность составила 27,0 ед.
Межгодовую изменчивость во второй половине 90-х гг. можно оценить по площади областей холодных зимних вод с температурой в ядре ХПС менее минус 1 оС. В 2000 г. область холодных вод имела самое широкое распространение и покрывала всю шельфовую область северной части моря до изобаты 500 м (рис. 10). Восточная граница летом проходила по долготе 152о в.д. В зал. Шелихова и притауйском районе температура в ядре ХПС была выше минус 1 оС. Такое же широкое распространение холодные воды имели в 1999 г., близком по термическим условиям к 2000 г. В средние годы холодная область ограничена изобатой 200 м и не выходит за пределы 150о в.д. В аномально теплом 1997 г. размер области холодных вод был в два раза меньше средней многолетней величины и в три раза меньше, чем в холодном 2000 г. (см. таблицу). Восточная кромка была смещена к западу на 5о и проходила вдоль 147о в.д.
Весной размеры холодных областей были в 2,0-2,5 раза больше, чем летом, но соотношения областей холодных вод весной рассматриваемых лет (рис. 11) практически соответствовали осенним, т.е. соблюдается сезонная преемственность гидрологических условий. В холодные годы зимние воды с температурой менее минус 1 оС покрывают практически весь шельф моря вплоть до изобаты 500 м, включая впадину ТИН-РО и зал. Шелихова, и занимают треть моря.
По средним многолетним данным, во впадине ТИНРО и на западно-камчатском шельфе весной температура воды выше минус 1 оС . В теплые годы холодные зимние воды не выходят за пределы 200-метровой изобаты на северо-западе и отсутствуют в восточной части моря. Не-
36
большое пятно на северо-западе зал. Шелихова свидетельствует о том, что и в теплые годы здесь происходит формирование высокоплотных вод в процессе льдообразования в полыньях и разводьях.
Рис. 10. Области распространения подповерхностных холодных вод с температурой менее минус 1 °С в ядре ХПС в сентябре
Fig. 10. Areas with temperature in the core of dichothermal layer below -1 °C in September
Размеры холодных областей с температурой менее минус 1 оС в ядре ХПС на шельфе северной части Охотского моря, тыс. км2 Sizes of cold areas with temperature in the core of dichothermal layer below -1 оС in the shelf of the northern part of the Sea of Okhotsk, 103 km2
Сезон Средний 1997 г. 1999 г. 2000 г.
Весна 379,1 284,7 564,8 581,7
Лето 171,9 91,5 227,9 273,5
Термохалинные характеристики придонных вод
В придонном слое шель-фовой зоны моря картина распределения температуры (рис. 12) во многом повторяет ситуацию в ядре ХПС. Некоторое отличие в центральной области североохотоморского шельфа не носит принципиального характера. Небольшое повышение температуры воды у дна (на 0,1-0,2 оС) объясняется наличием слабого придонного потока относительно теплых вод из впадины ТИНРО. Язык теплых вод, вытянутый с юга на север вдоль континентального склона западной Камчатки, скорее вырисовывает топографию дна, чем фронт Западно-Камчатского течения. Ни на поверхности, ни в ядре ХПС этот фронт в явном виде не проявлялся. Как и в ядре ХПС, на периферии северо-западной области "холода" был сформирован термический фронт между холодными зимними и трансформированными тихоокеанскими водами. Он ориентирован строго по изобатам и проходит над глубинами 200-500 м. Образовавшийся между холодными зимними водами и водами Ямского течения от впадины ТИНРО
37
Рис. 11. Области распространения подповерхностных холодных вод с температурой менее минус 1 оС в ядре ХПС в мае-июне
Fig. 11. Areas with temperature in the core of dichothermal layer below -1 °C in May-June
Рис. 12. Распределение температуры и солености у дна в сентябре 1997 и 2000 гг.
Fig. 12. Bottom temperature and salinity distribution in September, 1997 and 2000
38
до п-ова Лисянского фронт отделяет притауйский шельф от северо-западного мелководья.
Помимо обширной северо-западной области, на шельфе Охотского моря ежегодно формируются два дополнительных очага "холода": в зал. Шелихова и на шельфе западной Камчатки, - вокруг них также образуются фронтальные зоны. Разрыв между ними на шельфе северо-западной Камчатки связан с сильным приливным перемешиванием в узос-тях горловины зал. Шелихова. В холодные годы отрицательные температуры в этих очагах сохраняются вплоть до осенних штормов.
В теплом 1997 г. повышенные значения температуры у дна были отмечены на всех участках моря, за исключением глубинной части континентального склона и ложбины впадины ТИНРО, куда сезонная плотно-стная конвекция практически не распространяется. Разница в летней температуре между теплым 1997 и холодным 2000 г. составила 0,5-1,0 °С, но местами достигала 1,5-2,0 оС. Те же величины разностей были и в весенний сезон (рис. 13, а), т.е. заложенные в холодное полугодие термические условия, как и слое ХПС, сохраняются в течение всего теплого периода года.
140 144 148 152 156 160 140 144 148 152
140 144 148 152 156 160 140 144 148 152
Рис. 13. Карты различий температуры (а) и солености (б) у дна между 2000 и 1997 гг. в мае-июне
Fig. 13. Temperature (а) and salinity (б) differences near the sea bed between May, 2000 and 1997
В отличие от поля температуры, в распределении солености в ядре ХПС и у дна (см. рис. 12) обнаруживаются существенные различия, особенно в центральной области североохотоморского шельфа. Здесь в придонном слое соленость выше, чем в ядре ХПС, и изохалины имеют широтную направленность, отсутствует фронтальный раздел между областью холода и Ямским течением. Все фронты ориентированы строго вдоль изобат и, как и термические, приурочены к границе шельфа с максимальным уклоном дна между изобатами 200 и 600 м.
Ядро высокой солености (более 33,4 епс) летом 2000 г. в районе 142о в.д. образовано остатками высокоплотных вод, формирующихся в полыньях и разводьях в процессе льдообразования. Остатки высокосоленых вод, совпадающие с холодной областью, присутствуют и в зал. Шелихова. Область холода на шельфе Камчатки не связана с льдообразованиями в полыньях и разводьях, как на северо-западе моря и в зал. Шелихова. Она формируется в процессе осенне-зимней плотностной конвекции, поэтому здесь соленость относительно низкая и нет ядер высоких значений.
В теплом 1997 г., в связи с меньшим объемом льдообразования, соленость на северо-западном шельфе была ниже на 0,1-0,3 епс (рис. 12), чем в 2000 г. В центре формирования высокоплотных вод у северного побережья моря между 144 и 148о в.д. весной различие солености составляло 0,3-0,4 епс (рис. 13). Повышенные значения солености весной 2000 г. отмечались также в зал. Шелихова и на шельфе западной Камчатки. За пределами 200-метровой изобаты как весной, так и летом межгодовые изменения были незначительные.
Вертикальное распределение температуры и солености
Графики вертикального распределения температуры и солености на разрезе вдоль 54° с.ш. (рис. 14) дают некоторое преставление о вертикальной структуре вод северной части Охотского моря.
Рис. 14. Распределение температуры и солености на разрезе вдоль 57о с.ш. в сентябре 2000 г.: 1 - промежуточные охотоморские воды впадины Дерюгина; 2 -промежуточные охотоморские воды впадины ТИНРО; 3 -плотные шель-фовые воды западной модификации; 4 - плотные шельфовые воды северной модификации (п-ов Кони-Пья-гина); 5 - подповерхностные охотоморские воды осенне-зимней конвекции
Fig. 14. Temperature and salinity along the section at 57°N in September, 2000: 1 - intermediate water of the Deryugin Basin, 2 - intermediate water of the TINRO Basin, 3 - dense shelf water of the western modification, 4 - dense shelf water of the northern modification (Koni-Pyagina Peninsula), 5 - subsurface water of fall-winter convection
Однородный поверхностный слой в масштабе построения графиков практически незаметен. Индивидуальные графики вертикального хода показывают его увеличение с запада на восток от 5-10 до 20-25 м. Нижняя граница термоклина соответственно меняется от 20 до 30-50 м.
Ниже термоклина можно выделить несколько водных масс разного происхождения, находящихся в северной части моря во взаимном кон-
40
такте. На западном участке разреза ниже сезонного термоклина у дна залегают зимние воды с температурой ниже минус 1 °С и соленостью более 33,2 епс. Это остатки высокоплотных вод прибрежной полыньи, скатившихся за летний сезон до изобат 120-200 м. В литературе они известны как донная шельфовая водная масса (Зуенко, Юрасов, 1997) или плотная шельфовая водная масса (11^ е1 а1., 2001). По конфигурациям изотерм можно выделить второе ядро холода, образованное в процессе осенне-зимней плотностной конвекции, над возвышенностью Лебедя. По своей сути это подповерхностная охотоморская водная масса или холодный промежуточный слой. При равных с донной шельфовой температурах соленость в нем ниже на 0,2-0,4 епс. Его нижний отдел (придонный слой) размывается промежуточными охотоморскими водными массами (Леонов, 1960), наползающими на возвышенность в виде отдельных ветвей Западно-Камчатского течения, температура воды в котором на 0,5 оС выше, чем в ядре ХПС.
В вершине впадины Дерюгина (между станциями 57, 70, 69) залегают сильно трансформированные промежуточные охотоморские воды с температурой минус 0,5-0 оС и соленостью несколько выше 33,2 епс.
Над впадиной ТИНРО верхняя граница промежуточных охотоморс-ких вод по изотерме 1 оС меняется от 180 м на восточном склоне до 280 м на месте опускания зимних вод на западном склоне. Интересно отметить следы высокоплотных вод с относительно низкими (ниже 1 оС) температурами в пределах промежуточного слоя впадины ТИНРО, скатившихся по континентальному склону п-ова Кони-Пьягина. Его ядро располагается на глубине 380-430 м, т.е. в 70-80 м от дна.
Таким образом, ниже сезонного термоклина в сентябре холодного 2000 г. можно было выделить пять типов вод различного происхождения. Из них три относятся к холодным шельфовым: две разновидности донных шельфовых (высокоплотные западные, высокоплотные северные) и подповерхностные охотоморские (осенне-зимней конвекции) или ХПС, а два типа - относительно теплые водные массы: промежуточные охото-морские впадины ТИНРО и промежуточные охотоморские впадины Дерюгина. Наличие или отсутствие какого-либо из них, степень их взаимного проникновения являются определяющими условиями формирования особенностей того или иного гидрологического района.
Заключение
Крупномасштабные изменения в гидросфере дальневосточных морей во второй половине 90-х гг. отразились в формировании особых океанологических условий северной части Охотского моря. Несмотря на внешнее сходство динамических полей в холодные и теплые годы, между ними существуют принципиальные различия, связанные с интенсивностью и направлением вторжения холодных и теплых вод на различные участки шельфовой зоны моря. В теплые годы, т.е. до 1998 г., трансформированные тихоокеанские воды широким потоком вторгались в северную мелководную зону, где создавались аномально теплые условия. В холодные годы конца 90-х гг. более значимым был процесс выноса холодных вод шельфа, препятствовавших адвекции тихоокеанских вод в северо-западную открытую часть моря.
Сезонные изменения динамической топографии в шельфовой зоне моря связаны с перестройкой поля плотности в процессе скатывания плотных шельфовых вод, формирующихся в полыньях и разводьях в период зимнего льдообразования, на большие глубины. Эти изменения происходят во все годы независимо от типов лет.
41
В последние годы во всей толще воды температура была значительно ниже, чем в середине 90-х гг., и повсеместно преобладали значительные отрицательные аномалии. Заложенные в холодное полугодие аномально низкие температуры воды сохранялись вплоть до осенне-зимних штормов. Холодные зимние воды с температурой ниже минус 1 °С в ядре ХПС весной холодного года занимали треть охотоморского бассейна, тогда как в теплые только около пятой части моря. К концу лета холодная область сильно разрушалась и сокращалась в 2-3 раза, но соотношения площадей между холодными и теплыми годами сохранялись.
Различия между холодными и теплыми годами в придонных слоях во многом связаны с интенсивностью льдообразования в полыньях и разводьях. Большой объем льдообразования в холодные годы определяет формирование на шельфе отрицательных аномалий температуры и положительных аномалий солености, в особенности в прибрежной зоне моря.
Таким образом, во второй половине 90-х гг. в северной части Охотского моря произошло сильное изменение в режиме вод, по масштабам сравнимое с климатическим сдвигом конца 70-х гг., приведшим к коренной перестройке в экосистеме.
Литература
Борец Л.А., Смирнов A.B. Распределение личинок минтая в северной части Охотского моря // Тресковые дальневосточных морей. - Владивосток: ТИНРО, 1986. - С. 61-68.
Верхунов A.B. Развитие представлений о крупномасштабной циркуляции Охотского моря // Комплексные исследования экосистемы Охотского моря.
- М.: ВНИРО, 1997. - С. 8-19.
Винокурова Т.Т. Изменчивость температурных условий вод в северной части Охотского моря // Изв. ТИНРО. - 1965. - Т. 59. - С. 14-26.
Гладышев С.В. Термохалинная структура придонного слоя в северном шельфе Охотского моря // Метеорология и гидрология. - 1998. - № 3. - С. 183-187.
Глебова С.Ю., Хен Г.В. Особенности синоптической обстановки над Охотским морем в 1997 и 2000 гг. // Наст. сб.
Дашко H.A. Метеорологический режим // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Проект "Моря". - 1998. - Т. 9: Охотское море, вып. 1: Гидрометеорологические условия. - С. 25-75.
Зуенко Ю.И., Юрасов Г.И. Структура водных масс прибрежных районов Охотского моря // Метеорология и гидрология. - 1997. - № 3. - C. 50-58.
Леонов А.К. Региональная океанография. - Ч. 1. - Л.: Гидрометеоиздат, 1960. - 766 с.
Лучин В.А. Диагностический расчет циркуляции вод Охотского моря в летний период // Тр. ДВНИИ. - 1982. - Вып. 96. - С. 69-77.
Лучин В.А. Циркуляция вод Охотского моря и особенности ее внутриго-довой изменчивости по результатам диагностических расчетов // Тр. ДВНИИ.
- 1987. - Вып. 36. - С. 3-11.
Лучин В.А, Лаврентьев В.М., Яричин В.Г. Гидрологический режим // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Проект "Моря". - 1998. - Т. 9: Охотское море, вып. 1: Гидрометеорологические условия. - С. 62-175.
Морошкин К.В. Водные массы Охотского моря. - М.: Наука, 1966. - 66 с.
Устинова Е.И., Сорокин Ю.Д., Хен Г.В. Межгодовая изменчивость термических условий Охотского моря // Наст. сб.
Фигуркин А.Л. Межгодовая изменчивость теплового состояния вод охо-томорского шельфа // Комплексные исследования экосистемы Охотского моря.
- М.: ВНИРО, 1997. - С. 50-52.
Чернявский В.И. Гидрологический фронт северной части Охотского моря // Изв. ТИНРО. - 1970а. - Т. 71. - С. 3-11.
42
Чернявский В.И. О причинах высокой биологической продуктивности северной части Охотского моря // Изв. ТИНРО. - 19706. - Т. 71. - С. 13-22.
Чернявский В.И. Циркуляционные системы Охотского моря // Изв. ТИНРО. - 1981. - Т. 105. - С. 13-19.
Чернявский В.И. Изменчивость ядра холода и прогноз термического режима на севере Охотского моря // Океанологические основы биологической продуктивности северо-западной части Тихого океана. - Владивосток, 1992а. -С. 104-115.
Чернявский В.И. Особенности формирования термики деятельного слоя Охотского моря // Там же. - Владивосток, 19926. - С. 91-104.
Itoh M., Ohshima K.I., Wakatsuchi M. Isopyknally averaged climatology for the Okhotsk Sea // The 16th Inter. Symp. on Okhotsk Sea and Sea Ice. -Mombetsu, Japan, 2001. - P. 192-197.
Kitani K. An oceanographic study of the Okhotsk Sea - Particularly in regard to cold waters // Bull. Far. Seas. Fish. Lab. - 1973. - № 9. - P. 45-76.
Kitani K. and Shimazaki K. On Hydrography of the Nothern Part of the Okhotsk Sea in Summer // Bull. of the Fac. Hok. Univ. - 1971. - Vol. 22, № 3. - P. 231-242.
Mizuta G., Fukamachi Y., Ohshima K.I., Wakatsuchi M. Southward current off the east coast of Sakhalin in the Sea of Okhotsk observed from 1998 to 2000 // The 16th Inter. Symp. on Okhotsk Sea and Sea Ice. - Mombetsu, Japan, 2001. - P. 198-205.
Ohshima K.I., Wakatsuchi M., Fukamachi Y., Mizuta G. Near-surface circulation and tidal currents of the Okhotsk Sea observed with the satellite-tracked drifters // 9th Annual Meeting PICES. - Hakkodate, Japan, 2000. -P. 112.
Ustinova E.I., Sorokin Yu.D., Dyomina T.V. Long-term variability of hydrological parameters in the Japan, Okhotsk and Bering Seas // CREAMS'2000 Int. Symp. - Vladivostok: Dalnauka, 2001. - P. 230-240.
Поступила в редакцию 26.11.01 г.
